Download Capítulo 3 La cuenca del océano Pacífico
Document related concepts
no text concepts found
Transcript
Capítulo 3 3. La cuenca del océano Pacífico José Frutos Luis Lara Servicio Nacional de Geología y Minería. Chile INTRODUCCIÓN La evolución del margen continental sudamericano y los principales procesos verificados en su historia geológica están íntimamente ligados a la evolución de la cuenca del océano Pacífico. Globalmente, tanto la formación del relieve submarino como de los terrenos emergidos, está gobernada por la tectónica de placas y de este modo ambos dominios comparten un origen común. Particularmente, la evolución de las cuencas oceánicas está estrechamente ligada a los ciclos de formación y fragmentación de los mega continentes en un proceso denominado tradicionalmente Ciclo de Wilson. Así, por ejemplo, la formación de la cuenca del Pacífico ha estado ligada al desmembramiento de una enorme masa continental denominada Gondwana y la progresiva apertura de los océanos Atlántico e Índico (Fig. 3.1). En efecto, hacia fines del Triásico, alrededor de 200 millones de años (200 Ma), el supercontinente de Pangea se había dividido en dos: Laurasia al norte y Gondwana al sur. Más tarde, hacia el final del Jurásico (alrededor de 145 Ma), los océanos Índico y Atlántico norte se habían desarrollado notablemente. A finales del Cretácico (alrededor de 65 Ma), la apertura del Atlántico sur se había consolidado y en el Pacífico oriental se desarrollaban dorsales oceánicas precursoras de las actuales. Por último, hacia fines del Paleógeno (alrededor de 25 Ma), se había producido una reorganización mayor en la cuenca del océano Pacífico, estableciéndose el conjunto de placas tectónicas actuales. La dorsal del Pacífico oriental (East Pacific Rise) habría alcanzado su configuración actual alrededor de 10 Ma completando así la presente organización de la cuenca. 200 Ma L A U R A S I A G EL PACÍFICO SURORIENTAL La actual subcuenca del Pacífico oriental corresponde al área situada al este de la dorsal del Pacífico oriental donde el centro de expansión crea progresivamente las placas de Cocos, Nazca y Antártica, desplazándose éstas en dirección general al este. A su vez, el límite oriental de la cuenca está definido por la presencia de la placa Sudamericana, cuyo desplazamiento hacia el oeste está relacionado con la expansión de la dorsal del Atlántico Central (Figs. 3.2 y 3.3). Entre las placas oceánicas mencionadas, la placa de Nazca es aquella más directamente involucrada en la evolución del sistema Andino desde comienzos del Cenozoico (alrededor de 65 Ma) y, geográficamente, desde Colombia hasta la Patagonia en el 20 N D W A N A 145 Ma ASIA EUROPA NORTEAMÉRICA SURAMÉRICA ÁFRICA AUSTRALIA ANTÁRTICA 65 Ma ESTRUCTURA DE LA CUENCA DEL PACÍFICO Actualmente, la cuenca del océano Pacífico, que contiene la mayor masa de agua del planeta, se desarrolla sobre un conjunto de placas oceánicas (principalmente Pacífica, Nazca, Antártica) y el borde oriental de las placas continentales Euroasiática e Indoaustraliana y el borde occidental de las placas continentales, Norteamericana y Sudamericana (Fig. 3.2). El límite entre ellas configura el denominado Cinturón de Fuego del Pacífico, una franja de intensa sismicidad y volcanismo donde las placas oceánicas se introducen bajo las continentales. A su vez, las placas oceánicas están limitadas por dorsales oceánicas que representan centros de expansión donde el manto terrestre alcanza la superficie y crea nueva corteza oceánica. El resultado es una extensa región de relieve irregular formado por cordilleras axiales, cadenas volcánicas, fosas y mesetas (p. ej., Smith & Sandwell, 1997). El continente sudamericano se encuentra en el sector oriental de la cuenca del Pacífico y la evolución del sistema andino está estrechamente ligada a los elementos geológicos presentes en él (p. ej., Tebbens & Cande, 1997). O EUROPA NORTEAMÉRICA ASIA ÁFRICA SUDAMÉRICA AUSTRALIA ANTÁRTICA 25 Ma PLACA NORTEAMERICANA PLACA EUROASIÁTICA PLACA AFRICANA PLACA DEL PACÍFICO PLACA SUDAMERICANA PLACA INDOAUSTRALIANA PLACA ANTÁRTICA Fig. 3.1. Evolución paleogeográfica entre el período Triásico y la Tierra actual: apertura de los océanos Atlántico e Índico. 60°S 50° 40° 30° 20° 10° 0° 10° 20° 30° 40° 50° 60°N CLAVE 10E° 10E° África (AF) PLACA: 20° 20° 40° 40° CCB Frontera Convergente Continental Fronteras de placas: 30° 30° CTF Falla Transformante Continental 50° 50° CRB Frontera de Rift Continental 60° 60° OSR Dorsal de Expansión Oceánica 70° 70° 80° 80° OTF Falla Transformante Oceánica 90° 90° OCB Frontera Convergente Oceánica 100° 100° SUB Zona de Subducción 110° 110° 120° 120° 140° 140° 150° 150° 170° 170° Alpes ORÓGENO: 160° 160° Volcán subaéreo reciente 180° 180° 170° 170° 160° 160° 150° 150° 130° 130° 140° 140° Fig. 3.2. Mapa de tectónica de placas del mundo (Bird, 2003). 300 mm/a Polo de rotación Velocidad con o polo de Euler: respecto CO-PA a África (x 10 Ma): 130° 130° 120° 120° 110° 110° 100° 100° 90° 90° 80° 80° 60° 60° 50° 50° 40° 40° Elevación -10000 -8000 -6000 -4000 -2000 0 70° 70° 20° 20° 10°W 10°W 2000 4000 6000 30° 30° 60°S 50° 40° 30° 20° 10° 0° 10° 20° 30° 40° 50° 60°N 21 Geología Marina de Chile • “La cuenca del océano Pacífico” 000 Capítulo 3 sur de Chile (Cahill & Isacks, 1992). Los límites de esta placa corresponden a la dorsal de Galápagos por el norte y a la dorsal de Chile por el sur, ambas corresponden a centros de expansión menores, aunque con efectos relevantes sobre la evolución del margen andino (Herron et al., 1981; Cande et al., 1987). Mientras su límite occidental es la dorsal del Pacífico oriental, su límite oriental es la denominada fosa Perú-Chile. En el presente, el margen Andino corresponde a una zona de convergencia placa oceánica – placa continental, con una zona de subducción inclinada hacia el este. Mientras la placa Sudamericana se desplaza a velocidades absolutas, relativamente homogéneas de alrededor de 3 cm/año hacia el oeste, las placas oceánicas lo hacen a velocidades mayores y más variables, entre 5 y 6,5 cm/año en dirección este a noreste. A su vez, al sur de la dorsal de Chile, la placa Antártica se desplaza hacia el sureste a una velocidad absoluta de alrededor de 0,4 cm/año (DeMets et al., 1994). La suma del desplazamiento absoluto en dirección opuesta de las placas enfrentadas en una zona de subducción genera las velocidades de convergencia a las que se atribuye efectos de primer orden sobre la evolución geológica de un margen continental. Otro elemento importante en la configuración de la subcuenca del Pacífico suroriental es la presencia de dorsales asísmicas o cadenas volcánicas formadas por el desplazamiento de la placa oceánica sobre un punto caliente o “hot spot”. Las principales estructuras reconocidas en esta región son la dorsal de Cocos, la dorsal de Galápagos-Carnegie, la dorsal de Nazca, la dorsal de Salas y Gómez, la dorsal de isla de Pascua, la dorsal de San Félix y San Ambrosio y la dorsal de Juan Fernández. Aunque muchas de estas cadenas han sido tradicionalmente atribuidas a la presencia de plumas de manto terrestre bajo el 'hot spot', aparentemente no todas ellas cumplen esa condición y otros mecanismos han sido propuestos para explicar su origen (p. ej., Bonatti et al., 1977; Clark & Dymond, 1977; Clouard & Bonneville, 2001). A su vez, otro elemento sobresaliente del fondo marino de la subcuenca del Pacífico suroriental es la presencia de numerosas fracturas en la placa oceánica. Estas fracturas corresponden a las denominadas fallas transformantes generadas en las dorsales activas y que, aun cuando no presentan desplazamiento actual, se registra recurrentemente sobre ellas sismicidad de magnitudes moderadas. Finalmente, el límite oriental de la subcuenca está definido por una estructura de primer orden denominada fosa Perú-Chile. Este rasgo batimétrico-estructural se reconoce a lo largo de la costa sudamericana desde la dorsal de Galápagos-Carnegie (2º S) hacia el sur. Una notable segmentación de ella deriva de la aproximación de dorsales asísmicas como Nazca y Juan Fernández junto a la activa dorsal de Chile. Así, en conjunto con factores climáticos, la fosa Perú-Chile aparece entre Perú y el norte de Chile como una depresión libre de sedimentos y con profundidades que superan localmente los 6.500 m. A su vez, desde la dorsal de Juan Fernández hacia el sur, la fosa aparece parcialmente colmatada, especialmente en el área de la península de Taitao en el punto conocido como Triple Unión, lugar de encuentro de tres placas,mientras que, al sur de la dorsal de Chile, ésta se muestra progresivamente rellena de sedimentos terrígenos hasta la zona de Magallanes, donde ya no se expresa como rasgo batimétrico. 22 Terremoto superficial, profundidad < 70 km Terremoto intermedio, 70 km < profundidad < 300 km Terremoto profundo, 300 km < profundidad < 700 km Sismicidad intraplaca Posición de punto caliente Volcanismo cuaternario Volcanismo más joven que ~ 2 Ma Volcanismo más joven que ~ 5 Ma Mecanismo de terremoto CMT de Harvard 7000 6000 23 60°W 5000 4000 3000 2000 1000 Profundidad 0 1000 2000 Metros 3000 4000 5000 6000 7000 Altura Fig. 3.3. Mapa sismotectónico del Pacífico suroriental (Sandwell et al. 2005) REFERENCIAS Bird, 2003. An updated digital model of plate boundaries. Geochemistry, geophysics, geosystem, 4 (3):1027. Bonatti, E., Harrison, C.G.A., Fisher, D.E.; HONNOREZ, J. Schilling, J.G.; Stipp J.J., Zentilli, M. 1977. Easter volcanic Chain (southeast Pacific): a mantle hot line. Journal of Geophysical Research, 82 (17): 2457-2478. Cahill, T.; Isacks, B. 1992. Seismicity and shape of the subducted Nazca plate. Journal of Geophysical Research, 97 (B12): 17503-17529. Cande, S.C. ; Leslie, R.; Parra, J.C.; Hobart, M. 1987. Interaction between the Chile ridge and Chile trench: geophysical and geothermal evidence. Journal of Geophysical Research, 92 (B1): 495-520. Clark, J.; Dymond, J. 1977. Geochronology and petrochemistry of Eastern and Salas y Gomez island: implications for the origin of the Salas y Gomez ridge. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2 (1): 29-48. Clouard, V.; Bonneville, A. 2001. How many Pacific hotspots are fed by deep-mantle plumes ? Geology, 29 (8): 695-698. DeMets, C.; Gordon, R.G.; Argus, D.F.; Stein, S. 1994. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimate of current plate motions. Geophysical Research Letters, 21 (20): 2191-2194. Herron, E.M.; Cande, S.C.; Hall, B.R. 1981. An active spreading center collides with a subduction zone: A geophysical survey of the Chile margin triple junction. Geological Society of America Memoir, 154: 683-701. Sandwell, David; Don L. Anderson and Paul Wessel 2005, Global Tectonic Maps. In Plates, Plums and paradigms. Foulger, G.R., Natland, J.H. Presnall, D.C. and Anderson D.L. Eds. Geological Society of America, Special paper 388, pp 1-10. Smith, W.H.; Sandwell, D.T. 1997. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings. Science, 277 (5334): 1956-1962. Tebbens, S.F.; Cande, S.C. 1997. Southeast Pacific tectonic evolution from early Oligocene to present. Journal of Geophysical Research, 102 (B6): 1206112084. Geología Marina de Chile • “La cuenca del océano Pacífico”